高中地理《地球上的大气》Word格式.docx

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三、热力环流

热力环流是由于地面冷热不均而形成的空气环流。

其形成过程图1所示，当A地受热较多，B地、C地受热较少时，近地面气温分布显现为A地较热，B地、C地较冷。

A地近地面空气将受热上升，致使近地面处空气密度减小，形成低气压；

而上升的空气将在A地高空聚集，使得A地高空空气密度增大，形成高气压。

对于B、C两地而言，空气冷却下沉，将导致近地面空气密度增大，形成高气压，而高空的空气密度减小，形成低气压。

空气由高气压区向低气压区流动，因此会形成如图1（b）的热力环流模式。

图1热力环流示意图

四、海陆风、山谷风和城市热岛环流

陆地与海洋、山坡与谷地、城市与郊区之间常因地面的冷热差异形成热力环流，分别被称为海陆风、山谷风和城市热岛环流。

海陆风环流系统如图2所示，由于白天陆地增温较海洋快（这是由于陆地热容量较小），陆地近地面空气温度较高，形成低气压，海洋表面空气温度较低，形成高气压，因此在白天近地面将出现海洋吹向陆地的风，又称海风；

在夜晚，陆地降温较海洋快，陆地近地面空气温度较低，形成高气压，海洋表面空气温度较高，形成低气压，因此在夜晚近地面将出现陆地吹向海洋的风，又称陆风。

海陆风系统将导致滨海地区气温日较差减小，降水增加。

图2海陆风示意图

山谷风环流系统如图3所示，由于山坡白天增温快、夜晚降温快，山谷白天增温慢，夜晚降温慢，因此形成了如下图所示的温度分布，以及白天谷风、夜晚山风的环流模式。

图3山谷风示意图

夜晚的山风会将山坡的冷空气带向谷底，容易使山谷形成逆温层，这不利于空气的垂直运动，使得山谷内的污染物难以扩散，容易形成大气污染。

城市热岛环流如图4所示。

由于城市交通、工业生产等造成的热排放，以及城市绿地、水域等的减少，城市气温往往高于周围的郊区，导致近地面会出现郊区吹向城市的风。

因此，应将污染物排放多的工厂置于气流下沉处以外，并在气流下沉处以内设置绿化带，以防止环流系统给城市带来严重的大气污染。

图4城市热岛环流示意图

五、大气的水平运动

大气往往由高气压区流向低气压区，这是由于气压场中存在水平气压梯度力所致。

在地理学中，我们常采用等压线图表示某一地区、某一高度上的气压分布。

在等压线图中，水平气压梯度力垂直于等压线，由高压指向低压，如图5所示。

图5水平气压梯度力示意图

在高空，流动的空气受水平气压梯度力和地转偏向力（方向：

北半球垂直于物体运动方向向右）的作用，为使这两力平衡，高空风的受力及风向如图6（以北半球为例）所示。

则可根据气压分布，判断北半球高空风向：

背风而立，左侧为低气压，右侧为高气压。

图6高空风受力及风向

在近地面，流动的空气受水平气压梯度力、地转偏向力和摩檫力共同作用，为使这三力平衡，地面风的受力及风向如图7（以北半球为例）所示。

则可根据气压分布，判断北半球近地面风向：

背风而立，左前侧为低气压，右后侧为高气压。

图7近地面风受力及风向

北半球可采用“右手定则”判断风向：

伸出右手，掌心向上，用四指指向水平气压梯度力方向，若是高空风，要求大拇指与四指垂直，若是近地面风，要求大拇指与四指呈30°

-60°

，则大拇指指向为风向。

南半球则为“左手定则”。

第二节气压带与风带

一、大气环流

大气环流是指大范围、有规律的大气运动，反映着大气运动长时期的基本状态和基本形式，是不同尺度天气系统形成和发展的基础。

大气环流对区域自然条件的影响极为深刻，会引起气候、水文、植被、土壤等地理要素的地带性分异。

二、气压带和风带

在不考虑地转偏向力且地球表面均匀的情况下，由于不同纬度的大气受热不均，根据热力环流原理，大气将从赤道地区受热上升，在高空流向两极后冷却下沉，并在近地面由两极再次流向赤道。

这种理想条件下的环流模式称为正环流，如图8所示。

图8正环流

在实际情况下，由于地球自转作用，地转偏向力的存在，并不会形成理想条件下的正环流，而会出现如图9所示的大气环流系统，形成若干气压带与风带，基本原理如下：

图9气压带与风带

赤道及其附近地区近地面大气受热上升，气压降低，因此在该地区形成赤道低气压带。

在高空，赤道上空的暖空气向南北两极流动，受地转偏向力的影响，在南北纬30度附近的上空会偏转为西风，这将造成大气在高空的堆积、下沉，使南北纬30度附近的近地面气压升高，形成副热带高气压带。

副热带高气压带向南、向北流出气流，向南的一支受地转偏向力影响，将偏转为东北风（北半球，南半球则为东南风），即东北信风（北半球，南半球为东南信风）；

向北的一支偏转为西南风（北半球，南半球为西北风），即盛行西风。

极地地区空气冷却下沉，使得近地面气压升高，形成极地高气压带。

在近地面，将出现由极地地区流向较低纬度地区的气流，并在地转偏向力的作用下偏转形成东北风（北半球，南半球为东南风），即极地东风。

极地东风和盛行西风在南北纬60度附近相遇，形成极锋，较轻的暖空气将爬升至较重的冷空气上。

辐合上升的气流在高空分为两支，一支向北流向极地并下沉，另一支向南流向副热带地区，并与低纬地区上空由南向北流动的气流辐合下沉。

由此可见，在南北半球均存在低、中、高纬三个环流圈，分别称为哈德来环流、费雷尔环流、极地环流。

三、气压带和风带的移动规律

由于太阳直射点的季节移动，气压带和风带的位置也会发生周期性的移动。

整体规律为：

北半球夏季气压带、风带位置将偏北，冬季气压带、风带位置偏南。

四、三圈环流与实际情况的差异

通过考虑不同纬度太阳辐射和热量条件的差异，以及地转偏向力的作用，大气环流模式及气压带、风带分布如上文所示。

但实际上，地表性质差异也会对大气环流造成影响，例如受海陆分布（海陆热力性质差异）和地形起伏等影响，大气环流模式会比上述环流模式更复杂，会使带状分布的气压带分裂为若干高压中心和低压中心。

在之后的文章中，将介绍由海陆热力性质差异等因素造成的季风环流。

尽管如此，上文介绍的气压带、风带分布仍具有相当丰富的地理意义，会深刻影响气候、水文、植被、土壤等地理要素的地理分布（尤其是纬度分布），详见第五部分。

五、实际应用：

气压带风带对气候的影响

单一气压带、风带控制下会形成热带雨林气候、热带沙漠气候、温带海洋性气候等气候类型，具体介绍如下表所示。

成因

气候特征

主要分布地区

热带雨林气候

终年受赤道低气压控制

全年高温多雨

赤道附近地区

热带沙漠气候

终年受副热带高气压带或信风带控制

全年炎热干燥

回归线附近大陆西岸和内部

温带海洋性气候

终年受西风带控制

全年温和湿润

南北纬40°

大陆西岸

由于气压带和风带的季节移动，会形成热带草原气候、地中海气候等气候类型，具体介绍如下表所示。

热带草原气候

湿季受赤道低气压带控制，干季受信风带控制。

全年高温，干湿两季明显

热带雨林气候的南北两侧

地中海气候

夏季受副热带高气压带控制，冬季受西风带控制

夏季炎热干燥，冬季温和多雨

南北纬30°

-40°

的大陆西岸

六、季风及季风环流

季风是指大范围地区的盛行风向随季节显著改变的现象，会形成季风气候。

由于亚洲东部地区地处世界上最大的大陆（亚欧大陆），东临世界上最大的大洋（太平洋），海陆热力性质差异最大，因此季风环流最为典型。

由于海陆热力性质差异，带状的气压带会被分裂为若干高压中心和低压中心。

北半球1月、7月主要气压中心和季风分别如图10、11所示。

图10北半球1月份主要气压中心及冬季风

图11北半球7月份主要气压中心及夏季风

据此，可对北半球季风总结如下表所示：

冬季

夏季

季风类型

东亚季风

南亚季风

风向

西北风

东北风

东南风

西南风

海陆热力性质差异

气压带和风带的季节移动

七、季风气候类型

主要的季风气候类型包括热带季风气候、亚热带季风气候、温带季风气候等，在我国均有分布（详见第三部分）。

下面对这几种气候的特点及主要分布地区进行介绍。

1.热带季风气候。

气候特点在于全年高温，分旱、雨两季，主要分布在亚洲南部的印度半岛和中南半岛，受海陆热力性质差异及气压带、风带的季节移动影响。

2.亚热带季风气候。

气候特点在于夏季高温多雨，冬季温和少雨，主要分布在亚热带的大陆东岸，受海陆热力性质差异影响。

3.温带季风气候。

气候特点在于夏季高温多雨，冬季寒冷干燥，主要分布在温带地区的亚欧大陆东部，包括我国华北与东北地区，朝鲜半岛、日本和俄罗斯远东地区等，受海陆热力性质差异影响。

八、我国的季风气候

我国是世界上季风气候最显著的国家，这同样是由于我国临世界上最大的大洋和大陆间，海陆热力性质差异大，因此季风气候显著。

从整体上来说，在每年10月-次年4月，我国受冬季风环流影响显著（12月-次年3月最强盛），在每年5-10月，我国受夏季风环流影响显著（6-8月最强盛）。

在我国由北向南依次为温带季风气候、亚热带季风气候、热带季风气候。

受季风气候影响，我国冬夏盛行风向的季节变化显著，随季风进退，降水有显著的季节性变化。

季风气候对我国农业生产有利的一方面体现在雨热同期，我国东部夏季高温多雨，水热条件配合得当，因此能够在农作物的生长期内，提供其充足的热量和水分。

不利的一方面在于会引起干旱、洪涝等灾害。

第三节常见天气系统

锋是由两种性质不同的气团（如冷气团和暖气团，气团是指物理性质相对均匀的大团空气）接触时形成的天气系统，可分为冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋等。

本篇推送将对冷锋、暖锋、准静止锋及锋面气旋展开介绍。

一、冷锋和暖锋

冷锋是冷气团主动向暖气团方向移动的锋（图13）。

冷锋经过一个地区（例如经过A地）会带来怎样的天气变化呢？

冷锋过境前，由于尚未到达A地，A地受暖气团控制，气温较高、气压较低、天气晴朗；

冷锋过境时（即正经过A地），冷气团由于较重会插入暖气团下面，导致暖气团将被迫抬升（如图1），致使暖气团内水汽凝结。

如果暖气团水汽充足，这将形成降水，因此A地将发生降温和雨雪天气；

冷锋离开A地后，冷气团将取代暖气团，A地因受冷气团控制，气温降低、气温升高、天气转晴。

冷锋可分为快行冷锋和慢行冷锋。

前者移动速度快，坡度大，后者移动速度慢，坡度小。

快行冷锋过境时，降水强度大，历时短，天气变化剧烈，降温明显，常产生暴风骤雨；

慢行冷锋过境时，多形成连续性降水。

生活中我们还会遇到这样的现象，寒潮来临之前，天气反而变得暖和，这实际上是锋前增温现象。

寒潮多属于快行冷锋，在寒潮来临前，我们处于暖气团控制区域。

而在寒潮（快行冷锋）即将到达的时候，暖气团会被冷气团挤压做功，导致暖气团气温上升，因此我们所在的地区会短暂升温。

但寒潮过境后，冷气团又会代替原先的暖气团，使气温骤降。

图13冷锋

暖锋是暖气团主动向冷气团移动的锋（图14）。

暖锋经过一个地区（例如经过B地）会带来怎样的天气变化呢？

暖锋过境前，B地受冷气团控制，气温较低、气压较高、天气晴朗；

暖锋过境时，暖空气沿冷空气爬升（如图2），水汽凝结，但由于暖锋移动速度慢于冷锋，B地难以形成暴风骤雨，而会形成连续性降水或雾；

暖锋过境后，B地受暖气团控制，气温上升、气压下降，天气转晴。

图14暖锋

由于暖气团抬升后才可发生降水，因此如图13、14，无论是冷锋还是暖锋降水总是集中在冷气团一侧。

但冷锋锋面坡度大（尤其是快行冷锋），导致雨区较窄，暖锋锋面坡度小，雨区较宽。

二、准静止锋

当冷暖气团势力相当，相遇时会形成准静止锋，锋面来回摆动，降水强度较小，但持续时间长。

例如，江淮准静止锋是影响我国江淮流域重要的天气系统，夏初时南下的冷空气和来源于海洋的暖湿气流在此对峙，造成持续天阴有雨的天气现象，即长达一个月左右的“梅雨”期。

影响我国主要的准静止锋包括：

江淮准静止锋、华南准静止锋、昆明准静止锋、天山准静止锋。

三、锋面气旋

锋面气旋又称温带气旋，对中高纬度地区天气影响深刻，常带来云雨天气。

本篇推送暂不对锋面气旋的形成过程进行介绍，而形成后的完整的温带气旋如图15所示，对图15的要点剖析如下（可以一边对照图15，一边看如下要点）：

1.气压：

锋面气旋为低压系统，中心气压低于四周。

2.锋面：

冷锋在西，暖锋在东。

3.旋转方向及风向：

北半球逆时针旋转（南半球顺时针），锋面气旋系统各处风向，可结合等压线，利用之前文章《热力环流及大气的水平运动》中介绍的右手定则判断（不要记这张图上面的风向，通过等压线去判断风向最准确）。

4.冷暖气团：

由于冷锋是指冷气团向暖气团方向移动的锋，暖锋是指暖气团向冷气团方向移动的锋，因此显而易见的，东侧暖锋前的是冷气团，西侧冷锋后的是冷气团，西侧冷锋前逆时针旋转到东侧冷锋后的气团是暖气团。

5.雨区：

无论是冷锋还是暖锋降水主要集中在冷气团的一侧，因此在锋面气旋系统中，冷锋后、暖风前出现雨区。

图15锋面气旋

第四节全球气候变化

一、全球气候变化总览

“全球变暖”是当今人类极为关注的重要地理学问题。

事实上，不止是现代，在曾经的地质历史时期全球气候也在不断变化，包括冷暖和干湿变化等。

全球气候变化具有不同的时间尺度。

例如，在108-107年尺度上的气候变动称为大冰期和大间冰期，在105年尺度上的气候变动称冰期和间冰期。

学术界对冰期旋回的原因进行了大量探究，例如，著名的米兰科维奇理论认为：

地球轨道偏心率、黄赤交角和岁差将影响北半球高纬夏季太阳辐射变化，进而影响冰期与间冰期的形成，影响第四季冰期旋回。

那么，我们是如何重建全球变化的历史呢，这需要依据一系列古环境重建方法，例如：

进行孢粉分析、黄土沉积特征分析，依据冰芯、石笋、深海沉积物氧同位素、树木年轮等“自然界资料”，参考历史文献等。

二、为什么重视全球变暖

19世纪末至今，全球气候呈现变暖趋势。

虽然地质历史时期全球气候在不断经历冷暖、干湿变化，但我们仍需特别关注目前的全球变暖问题，原因如下：

首先，目前全球变暖的速率超过了许多地质历史时期变暖事件的速率。

其次，全球变暖会带来大量不利后果，包括海平面上升、海洋酸化、冻土区融化、极端灾害事件频发（如极端高温、极端降水）等，深刻影响人类及社会经济发展。

第三，人类活动会使全球变暖不断加剧，如果不改变社会经济的发展模式，全球变暖的趋势将继续下去。

同时，全球变暖的后果如“冻土层融化”等，会释放大量的甲烷等温室气体，带来正反馈（什么是正反馈详见本文第五部分），也使得全球变暖现象更加难以逆转。

三、气候变化原因

气候变化的原因包括自然原因和人为原因两方面，自然原因包括地球轨道的变化（偏心率、黄赤交角、岁差等，依据米兰科维奇理论）、太阳辐射变化、太阳活动、火山活动、厄尔尼诺现象等。

人为原因即人类活动对气候变化的影响，是引起目前全球变暖的关键。

由于人类大量燃烧煤、石油、天然气等燃料，排放了大量二氧化碳等温室气体，这些气体对地面长波辐射吸收能力强，致使气温升高。

森林具有很强的固碳能力，能够吸收大量的二氧化碳，砍伐森林等人类活动也将加剧全球变暖。

四、全球变暖的影响

全球变暖会对人类带来大量不利影响，举例如下：

1.海平面上升。

会淹没沿海的低地地区，对海岸带城市的安全造成威胁。

其次，会加强海岸侵蚀、海水入侵，容易导致土地盐碱化。

2.海洋酸化。

海洋酸化是由于大气中二氧化碳的增加，更多大气中的二氧化碳被海洋吸收所致，将对海洋生物造成不利影响，例如破坏珊瑚礁生态系统等。

3.灾害频发。

例如，会导致水循环加剧，极端降水和极端干旱事件频发。

4.对生态系统造成不利影响。

当气候发生变化时，物种可能难以适应变化的环境，这将造成生物多样性下降。

5.形成正反馈，例如全球变暖导致冻土融化，会释放更多的甲烷等温室气体，加剧全球变暖，形成正反馈（什么是正反馈详见本文第五部分）。

五、正反馈和负反馈

气候变化过程包含相当多的正负反馈过程，下面对正反馈和负反馈的概念进行介绍并举例说明。

正反馈：

例如A事件的发生导致了B事件的发生，B事件发生后又再次促进A事件的发生，使变化趋势加强，即为正反馈。

例如，北极冰融化导致北极地区反射率降低，进而增强对热量的吸收，导致北极冰进一步融化。

负反馈：

例如A事件的发生导致了B事件的发生，B事件发生后却抑制A事件的进一步发生，使变化趋势减弱，即为负反馈。

例如，气温升高有利于植物生长，植物生长有助于降低空气中二氧化碳含量，进而减小温室效应，一定程度上抑制气温的进一步升高。